Вопрос 15

Состав и строение атмосферы.

Атмосферой называется воздушная оболочка, которая окружает планету и вращается вместе с ней.

Атмосфера состоит из нескольких слоев. Нижний слой до высоты 10—15 км над поверхностью Земли называется тропосфера. Она нагревается от Земли, поэтому температура воздуха здесь с высотой падает на 6 °С на 1 километр подъёма. Процессы, происходящие в тропосфере — формирование и перемещение воздушных масс, образование циклонов и антициклонов, появление облаков и выпадение осадков, — определяют погоду и климат у земной поверхности.

Выше тропосферы располагается стратосфера, которая простирается до 50—55 км. В стратосфере на высоте около 25 км температура воздуха постепенно начинает расти и на 50 км достигает + 10 +30 °С. Такое повышение температуры связано с тем, что в стратосфере на высотах 25—30 км находится слой озона.

Выше стратосферы примерно до высоты 80 км простирается мезосфера, в которой температура воздуха с высотой падает до нескольких десятков градусов ниже нуля.

Верхняя часть атмосферы характеризуется очень высокими температурами и называется термосферой. Её разделяют на две части — ионосферу — до высоты около 1000 км, где воздух сильно ионизован, и экзосферу — свыше 1000 км. В ионосфере молекулы атмосферных газов поглощают ультрафиолетовую радиацию Солнца, при этом образуются заряженные атомы и свободные электроны. В ионосфере наблюдаются полярные сияния.

Атмосфера играет очень важную роль в жизни нашей планеты. Она предохраняет Землю от сильного нагрева солнечными лучами днём и от переохлаждения ночью. Большая часть метеоритов сгорает в атмосферных слоях, не долетая до поверхности планеты. Атмосфера содержит кислород, необходимый всем организмам, озоновый экран, защищающий жизнь на Земле от губительной части ультрафиолетовой радиации Солнца.

Вопрос 16

Радиационный режим земной поверхности; понятие о радиационном балансе.

В естественных условиях практически единственным источником энергии атмосферных процессов и, как следствие, формирования погодных и климатических условий той или иной местности является излучение Солнца. На верхней границе атмосферы каждый квадратный метр поверхности, перпендикулярной солнечным лучам, получает 1,367 кВт энергии. Эта величина называется солнечной постоянной и рассматривается как константа в историческое время, хотя в геологическом масштабе времени возможны ее колебания, связанные с изменениями параметров орбиты Земли (Семенченко, 2002).

Из 100 единиц солнечной радиации в диапазоне от 0,2 до 3 мкм 30-35 единиц отражается обратно в космическое пространство воздухом, облаками, океанами и земной поверхностью. Эта величина называется планетарным альбедо Земли. Сама атмосфера(облака, газы, аэрозоли) поглощает 14—18 единиц приходящей радиации, в результате чего земной поверхности достигает лишь половина солнечной радиации, приходящей на внешнюю оболочку атмосферы.

Радиационный баланс земной поверхности, представляющий собой разность между приходящей в виде радиации солнечной энергии и собственным излучением земли как планеты, составляет 29 единиц. Это и есть именно та величина, которая расходуется собственно на "тепловые нужды" планеты Земля. Из этого количества наибольшая часть уходит на испарение воды с поверхности суши и океанов — 24%, остальное тепло расходуется на нагревание поверхности земли и приземного слоя атмосферы. Принято считать, что за длительное время тепловой баланс всей системы "земля—атмосфера" равен нулю, т.е. Земля как планета находится в состоянии теплового равновесия.

Из приведенной выше схемы баланса энергии Земли видно, что некоторые ее звенья могут испытывать значительное антропогенное воздействие. В первую очередь это химический состав атмосферы (ее загрязнение газами и аэрозолями) и альбедо подстилающей поверхности. Как следствие, может меняться радиационный и тепловой баланс подстилающей поверхности с вытекающими отсюда деформациями полей климатических характеристик местности. Кроме того, в тепловой баланс освоенной территории входит антропогенная составляющая, связанная с эмиссией тепла, образующегося в процессе хозяйственной деятельности. Размер этой эмиссии в крупных городах сопоставим с приходящей солнечной радиацией (табл. 5.2) и может изменяться в большом диапазоне в зависимости как от морфотипа застройки, влияющего на альбедо, так и от потребления электроэнергии и тепла на различные нужды: отопление, кондиционирование, горячее водоснабжение, технологические нужды. Подводя итог рассуждениям о структуре теплового баланса в городе можно сделать следующие общие выводы:

• тепловой баланс в городе складывается из естественной и техногенной составляющих;

• каждая из этих составляющих имеет приходные и расходные части, однако принято считать, что в годовом цикле приходная и расходная части уравновешены;

• размер приходной части техногенной составляющей теплового баланса имеет тот же порядок, что и приходная часть естественного баланса, однако говорить о сравнимости этих частей можно только в холодное время года, когда приход солнечной радиации минимален в годовом ходе, а расход энергоресурсов - наоборот, максимален;

• в теплое полугодие влияние городской застройки на тепловой баланс выражается, главным образом, в увеличении поглощенной части солнечной радиации за счет снижения альбедо территории города по сравнению с незастроенными территориями;

• снижение альбедо городской застройки увеличивает приходную часть теплового баланса на величину, имеющую больший размер, чем все приходные части техногенного теплового баланса в зимнее время.

Таким образом, за счет перераспределения составляющих теплового баланса в летнее время город летом оказывает более заметное, чем зимой, влияние на собственную климатическую систему. Отсюда и более заметное влияние городской застройки на основные климатические характеристики (температура воздуха и почвы, влажность воздуха, осадки) именно в летнее время.